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Prospección geofísica: Sondeos Eléctricos Verticales
Introducción
Todas las técnicas geofísicas intentan distinguir o reconocer las formaciones geológicas que
se encuentran en profundidad mediante algún parámetro físico, por ejemplo en sísmica por la
velocidad de transmisión de las ondas o en prospección eléctrica por la resistividad.
Existen diversas técnicas geofísicas eléctricas o electromagnéticas que miden la resistividad
de los materiales, o en algún caso su inverso, la Conductividad. Algunas de estas técnicas son más
modernas y mucho más precisas, pero los Sondeos Eléctricos Verticales se siguen utilizando por su
sencillez y la relativa economía del equipo necesario.
El objetivo en nuestro caso será delimitar varias capas en el subsuelo, obteniendo sus
espesores y resistividades. En una segunda etapa de interpretación, se intentará identificar el tipo
de roca de acuerdo con el valor de su resistividad.
Fundamentos de Electricidad
Carga eléctrica. Campo eléctrico
Una carga eléctrica (positiva o negativa) genera a su alrededor un campo eléctrico que atrae
a otras cargas de signo contrario y repele a las cargas de su mismo signo. La fuerza con que el
campo repele o atrae una carga unitaria se denomina Intensidad de campo
Si existen varias cargas
eléctricas, la fuerza con que
una carga q es atraída o
repelida se obtendrá sumando
los vectores debidos a cada
uno de los campos existentes
La unidad de carga
eléctrica es el culombio
Potencial eléctrico, diferencia de potencial
Potencial de un campo eléctrico en un punto es el trabajo que realiza el campo para repeler
una carga de 1 culombio hasta el infinito (o el que tendríamos que realizar para llevarla desde el
infinito hasta ese punto contra las fuerzas del campo).
Diferencia de potencial entre dos puntos de un campo eléctrico es el trabajo que hay que
realizar para mover una carga de 1 culombio de un punto a otro contra las fuerzas del campo (o el
trabajo que hace el campo para mover una carga de un punto a otro)
Unidad: Voltio. Entre dos puntos de un campo eléctrico hay una diferencia de potencial de 1
voltio cuando hay que efectuar un trabajo de 1 julio para mover 1 culombio de un punto a otro (o
el trabajo que efectúa el campo para mover dicha carga).
Superficies equipotenciales
Son el lugar geométrico de los puntos que tienen el mismo potencial. Aunque se trata de
superficies tridimensionales, cuando hacemos una representación en un papel (simplificamos la
realidad tridimensional a las dos dimensiones del dibujo), la traza de la superficie equipotencial
sobre el papel es lo que llamamos línea equipotencial.
F. Javier Sánchez San Román. Dpto Geología Universidad Salamanca. España
http://web.usal.es/javisan/hidro
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Fig 2. Campo eléctrico
tridimensional creado por
dos cargas iguales y de
signo contrario. Similar a
éste será el campo generado
al realizar un Sondeo
Eléctrico
En la figura 2 se aprecia que las líneas de fuerza (intensidad del campo) y las líneas
equipotenciales son prependiculares, como en cualquier red de flujo.
Flujo eléctrico: Intensidad
Si existen cargas eléctricas libres en un campo eléctrico, se moverán empujadas por las
fuerzas del campo. La medida de este flujo de cargas eléctricas es la intensidad.
Unidad: amperio. Se dice que por una sección está circulando una intensidad de un amperio
cuando está pasando un culombio por segundo.
Resistencia eléctrica. Resistividad. Ley de Ohm
Experimentalmente se demuestra que la intensidad de corriente que atraviesa un cuerpo por
unidad de sección es linealmente proporcional al gradiente del potencial (ΔV/Δl)1. Por tanto, para
una sección cualquiera, será:
ΔV
(1)
Intensidad = C . Sección .
Δl
donde la constante de proporcionalidad, C, es la Conductividad del material.
Por otra parte, la Resistencia (R) que opone un cuerpo al paso de la corriente eléctrica es
directamente proporcional a la longitud e inversamente proporcional a la sección. La constante de
proporcionalidad lineal ρ (ro) es la resistividad, un parámetro característico de cada material.
longitud
(2)
R=ρ
Sección
Como la Conductividad (C) es el inverso de la resistividad (ρ):
1
Δl
R = .
(3)
C Sección
Despejando C en (3) y sustituyendo su valor en (1) obtenemos:
ΔV
Intensidad =
(4)
R
Unidad de resistencia: ohmio (Ω). Un cuerpo ofrece una resistencia de 1 ohmio cuando
sometido a una diferencia de potencial de 1 voltio circula a través de él una intensidad de corriente
de 1 amperio (Ver expresión (4))
A partir de (2) obtenemos las unidades de ρ, que son Ω . m (ohmios . metro)
1
Esto es análogo a la Ley de Darcy en la que el caudal de agua es linealmente proporcional al gradiente
hidráulico
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Ejemplo.La figura 3 representa un
bloque de arenisca cuya resistividad
queremos medir. La sección es
cuadrada de 20x20 cm. Hacemos
pasar una corriente eléctrica que
medimos con el amperímetro (5
mA). En dos puntos situados a una
distancia de 50 cm. medimos una
diferencia de potencial de 100 mV.
Calcular la resistividad (ρ) de esa
Fig 3
arenisca.
Solución:
Aplicamos (4): R = 100 mV / 5 mA = 20 Ω
Esto quiere decir que la parte del bloque situada entre los dos polos del voltímetro ofrece una
resistencia de 20 ohmios
Aplicamos (2) : 20 Ω = ρ (0,5 m / 0,04 m2)
ρ = 16 Ω . m
Resistividad de los materiales naturales
La resistividad en los materiales naturales varía desde 10-8 en los metales nativos hasta 1015
en micas (perpendicularmente a la foliación).
Los valores de la resistividad en una roca están determinados más que por su composición
mineralógica, por el agua que contienen, fundamentalmente por la porosidad y por la salinidad del
agua (más salinidad implica mayor conductividad).
Todo ésto hace que la resistividad de cada tipo de roca presente una gran variabilidad. En
general, en el campo encontraremos valores de este orden:
• Rocas ígneas y metamórficas inalteradas: > 1000 Ω.m
• Rocas ígneas y metamórficas alteradas, o fuertemente diaclasadas: 100 a 1000 Ω.m
• Calizas y areniscas: 100 a más de 1000 Ω.m
• Arcillas: 1 a 10 Ω.m
• Limos: 10 a 100 Ω.m
• Arenas: 100 a 1000 Ω.m
• Gravas: 200 a más de 1000 Ω.m
Es importante que en materiales detríticos la resistividad aumenta con el tamaño de grano.
Por tanto, en una investigación hidrogeológica en materiales detríticos, buscaremos resistividades
elevadas que indican los materiales más gruesos, mayor permeabilidad.
En rocas compactas (en general las que deben su permeabilidad a la posible fisuración)
buscaremos las resistividades más bajas, que indicarán las zonas en que la formación presente la
mayor fracturación y/o alteración. En este caso también puede que las zonas o niveles de menor
conductividad tampoco sean permeables si los planos de fracturación han sido colmatados por
arcillas de alteración.
En una región determinada, la experiencia nos indicará qué valores concretos de resistividad
presenta cada una de las formaciones. En otras ocasiones, estos valores pueden obtenerse de
diagrafías o realizando Sondeos Eléctricos en el mismo punto donde exista una perforación de la
que conozcamos la columna litológica ("SEV paramétricos").
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Medida de la resistividad en un punto. Resistividad aparente
Supongamos que introducimos una corriente de
intensidad I en el suelo en un punto A, y mediante la Ley de
Ohm calculamos la resistencia, R, que opone al paso de esa
corriente un casquete (semiesférico) de radio r y espesor dr.
Aplicando (2):
longitud
dr
=ρ
(5)
R=ρ
sección
2πr 2
Aplicando la expresión (4):
− dV = R . I
(6)
Y sustituyendo en (6) el valor de R por el obtenido en (5):
dr
− dV = ρ
.I
2πr 2
Integrando, resulta:
I
V =ρ
2π r
I
dr
A
r
(7)
(8)
I
Para introducir esa corriente, debe
existir otro electrodo B, por lo cual el
potencial generado en el punto M será
igual al producido por A menos el
producido por B. Aplicando dos veces
la expresión (8) y restando, obtenemos
el potencial en el punto M:
A
r
B
M
ρI
ρI
(9)
−
2π AM 2π BM
Pero en la práctica no medimos el potencial en un punto (para éso habría que situar uno de los
polos del voltímetro en el infinito)
I
sino que medimos la diferencia de
potencial entre dos puntos M y N .
M
B
N
A
Aplicando la expresión (9) al punto
N resulta:
ρI
ρI
(10)
VN =
−
2π AN 2π BN
VM =
Por tanto, la diferencia de potencial entre los puntos M y N será:
ρI⎛ 1
1
1
1 ⎞
VM − VN =
−
−
+
⎜
⎟
2π ⎝ AM BM AN BN ⎠
(11)
Despejando la resistividad ρ:
ΔV
2π
(12)
ρ=
1
1
1 ⎞
I ⎛ 1
−
−
+
⎜
⎟
⎝ AM BM AN BN ⎠
Simplificando, y llamando K a la segunda fracción, resulta la fórmula que se utiliza en el
campo en cada medida:
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ρ=
ΔV
K
I
(13)
La constante K se
denomina coeficiente
geométrico del
dispositivo, porque
depende solamente de
las distancias entre los
cuatro electrodos. Si se
trabaja con distancias
predeterminadas, los
valores de K ya se
llevan calculados.
Para deducir la
Fig 7.- Medida de la resistividad aparente. Los cuatro electrodos
fórmula (13) no hemos
aparecen dispuestos de modo aleatorio
necesitado suponer que los
electrodos A, B, M y N
estén en una disposición especial, de modo que, colocándolos en cualquier posición (ver figura7),
para obtener la resistividad del subsuelo, simplemente hay que dividir la lectura del voltímetro por
la lectura del amperímetro y multiplicar por K.
El valor de ρ obtenido sería la resistividad real del terreno si éste fuera homogéneo, pero es
habitual que la ρ obtenida sea una mezcla de las resistividades de diversos materiales. Por tanto, lo
denominamos resistividad aparente (ρa).
Dispositivos electródicos
En la figura anterior se ha representado los cuatro electrodos dispuestos aleatoriamente. A
pesar de ello, aplicando la fórmula (12) obtendríamos correctamente la resistividad del terreno. En
el trabajo real, los cuatro electrodos se colocan con una estructura determinada, es lo que se
denomina "dispositivo electródico".
Los más utilizados
A
N
B
M
O
disponen los cuatro
Schlumberger
electrodos alineados y
simétricos respecto del
N
A
M
B
O
centro, aunque hay otros
Wenner
dispositivos en que no están
alineados.
En el dispositivo Schlumberger la distancia MN es pequeña en relación con AB,
generalmente AB/5 > MN > AB/20. En la práctica MN se mantiene tan pequeño como sea posible
siempre que se puedan conseguir lecturas correctas del voltímetro.
El dispositivo Wenner, más utilizado en países anglosajones, mantiene idénticas las tres
distancias: AM = MN = NB, de modo que si se mueven A y B, también hay que mover M y N.
Para el dispositivo Schlumberger, K (ecuación 13) se siplifica a: K = π (AM . AN / MN)
Sondeos eléctricos y calicatas eléctricas
Ya indicamos que si el subsuelo se compone de formaciones de diferentes resistividades, la
medida que realizamos de resistividad no corresponde a ninguna de ellas, sino que tendrá un valor
intermedio.
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Básicamente, existen dos estrategias para deducir la estructura del subsuelo con una serie de
medidas sucesivas de ρa.
B'
O
B
B''
A'
A
A''
Si mantenemos el punto central (O) y
vamos abriendo sucesivamente la distancia
?
AB, la corriente eléctrica atravesará cada
vez a mayor profundidad. Los sucesivos
valores de ρa que vamos obteniendo
corresponden a profundidades cada vez
mayores, por lo que decimos que estamos
?
?
Fig 9. Esquema simplificado de un Sondeo Eléctrico: A
medida que se abre la distancia AB, aumenta la
profundidad de investigación
a A''B'' 2.
En cambio, en la figura
10, apreciamos que si
mantenemos la apertura AB y
movemos lateralmente todo
el dispositivo, la profundidad
de investigación se
mantendrá aproximadamente
constante, e investigaremos
las variaciones laterales del
terreno, por lo que decimos
que estamos realizando una
calicata eléctrica3
realizando un Sondeo Eléctrico Vertical. En
el esquema de la figura adjunta se aprecia
que la profundidad de investigación va
aumentando según pasamos de AB a A'B' y
Fig 10. Esquema simplificado de una calicata eléctrica
Realización de un SEV. Curva de resistividad aparente
Vamos a referirnos en adelante a Sondeos Elécricos realizados mediante el dispositivo
Schlumberger, abreviadamente SEV.
Las distancias a las que se sitúan los
electrodos dependen de los objetivos planteados y
del modo de trabajo del investigador. Por ejemplo,
si queremos investigar hasta una profundidad de
150 metros, el SEV podría empezar con AB/2= 2
metros y terminar en AB/2= 300 metros, realizando
en ese intervalo de 15 a 25 medidas de resistividad
aparente. Las distancias se van espaciando de modo
que al representarse en escala logarítmica queden
equidistantes.
Las resultados se representan en un gráfico
logarítmico: en abcisas la distancia AB/2 de cada
medida, y en ordenadas la resistividad aparente de
Fig 11. En el campo se va representando
cada punto. Esta curva es la que vamos a interpretar
cada medida en un gráfico como éste
2
Se trata de un esquema conceptual, excesivamente simplista, ya que la corriente no se limita a las tres franjas
indicadas, sino que, en cada una de las tres etapas el flujo eléctrico discurriría desde la misma superficie hasta una
profundidad mayor de la dibujada y sin un límite fijo.
3
De nuevo la descripción es didácticamente simplista, el asunto es más complejo.
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para conseguir los espesores y resistividades de las formaciones geológicas de la zona en que
hemos realizado el SEV
Cortes geoeléctricos. Nomenclatura
Un SEV puede realizarse sobre cualquier combinación de formaciones geológicas, pero para
que la curva de resistividad aparente obtenida sea interpretable, el subsuelo debe estar formado por
capas horizontales y homogéneas. En muchos casos la realidad se acerca lo suficiente a esta
descripción teórica como para que los resultados sean aprovechables. En otros casos, el
procedimiento no es aplicable.
Un corte geoeléctrico de n capas se compone de los siguientes datos: n valores de resistividad
y n-1 espesores (no se conoce el espesor de la última capa).
Cortes de dos capas
Solamente pueden presentarse dos posibilidades: ρ1 > ρ2 y
ρ1 < ρ2 . No reciben nomenclatura específica.
Supongamos un ejemplo del primer caso:
ρ1 =100 Ω.m (Arenas)
ρ2 =20 Ω.m (Limos)
Si comenzamos la realización de un SEV, supongamos que en la primera medida el flujo
electrico pasa solamente por la primera
capa, y obtendríamos una ρa igual a la ρ1 de
la primera capa: 100 Ω.m. Al realizar la
segunda medida, parte del flujo eléctrico
Fig 13
pasaría por la segunda capa, por lo que el
valor de ρa obtenido estaría entre 100 Ω.m y
20 Ω.m , por ejemplo 96 Ω.m. A medida
que fuéramos abriendo la distancia AB, la
corriente iría circulando a profundidad
creciente, por lo que cada vez sería mayor la
fracción del flujo eléctrico que circularía por la capa de 20 Ω.m. Consecuentemente, los valores de
ρa siempre estarían entre 100
Ω.m y 20 Ω.m, pero se irían
acercando asintóticamente a 20
Ω.m a medida que fuéramos
abriendo AB. Por tanto,
obtendríamos en el campo una
curva como la que se muestra
en la figura 13.
Cualquier otro corte
geoeléctrico en que ρ2 = ρ1/5
(por ejemplo: ρ1 =600 Ω.m ; ρ2
=120 Ω.m.) nos proporcionará
exactamente la misma curva,
simplemente situada más arriba
Figura 14.- Posibles curvas de
resistividad aparente que
obtendríamos sobre dos capas,
siendo ρ1=100 Ω.m y E1= 3 metros
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o más abajo en el gráfico, pero la curva sería idéntica.
Si mantenemos el valor de ρ1 del ejemplo anterior (100 Ω.m) y pensamos que la resistividad
de la segunda capa puede presentar cualquier valor, las infinitas posibilidades se representan en la
figura 14.
Variación de la curva con el espesor de la primera capa
Recordando los datos del
ejemplo (ρ1 =100 Ω.m ; ρ2 =20
Ω.m) vemos que todos los cortes
con esas dos resistividades tienen
que generar la misma curva:
partiendo del 100 ira bajando
lentamente hacia 20 a medida que la
corriente va circulando a mayor
profundidad.
Si el espesor de la primera capa
es mayor la curva comenzará a bajar más tarde, es decir: será necesario abrir más los electrodos
AB para que la corriente comience a circular por la capa inferior
Cortes de tres capas
Supongamos que bajo las dos
capas del ejemplo anterior existe una
tercera de mayor resistividad (600
Ω.m). En ese caso, cuando la curva
que vimos estuviera bajando desde 100
hacia 20, en algún momento
comenzará a subir hacia 600. Esto será
debido a que cuando el flujo eléctrico
circule a suficiente profundidad, una
parte comenzará a atravesar la
formación más profunda de 600 Ω.m,
por lo que el valor medio que calculamos en superficie debe aumentar.
Cuando el subsuelo se compone de tres capas, se admiten cuatro posibilidades:
Tipo H.- La segunda es la menos resistiva de las tres, es decir: ρ1 > ρ2 < ρ3 .
Tipo K.- La segunda es la más resistiva de las tres, es decir: ρ1 < ρ2 > ρ3 .
Tipo A.- La resistividad va aumentando con la profundidad, es decir: ρ1 < ρ2 < ρ3 .
Tipo Q.- La resistividad va disminuyendo con la profundidad, es decir: ρ1 > ρ2 > ρ3 .
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Variación de la curva
con el espesor de la segunda
capa
Supongamos esa misma
combinación de resistividades
(100-20-600) y vamos a
considerar cómo varía la curva
obtenida si el espesor de la
segunda capa fuera mayor. La
curva resultante igualmente
comenzaría a bajar de 100 hacia
20 para subir finalmente hacia
600 Ω.m., pero tardaría más en
empezar a subir hacia ρ3 . En la
figura 18 vemos las posibles
Fig 18.- Variación de la curva con el espesor de la segunda capa
curvas que se generarían sobre
(Los valores 10, 15,...serían E2 en metros, siendo siempre E1=3
cortes geoeléctricos 100-20-600
metros)
Ω.m. Se obtendrían curvas
exactamente iguales sobre cortes
de tres capas en que las tres resistividades guarden la relación 1- 0,5 - 6
Cortes de cuatro y más capas
Un corte geoeléctrico de cuatro o más capas se
Fig 19
descompone en intervalos de 3 en 3, dándole la
145 Ω.m
nomenclatura correspondiente a cada tramo de 3. Por
ejemplo, en la figura 19 vemos que las tres primeras
38 Ω.m H
forman un tipo H. La 2ª, 3ª y 4ª dan lugar a un tipo K (la
del medio es la mayor de las tres) y, finalmente, las capas
260 Ω.m
K
3ª, 4ª y 5ª son de tipo Q.
65 Ω.m
Q
Por tanto, el corte completo, una vez interpretado se
diría que es de tipo HKQ.
30 Ω.m
Este corte generaría la curva de resistividad aparente
que se presenta en la figura 20. Se aprecia que inicialmente bajaba de 145 hacia 38 Ω.m cuando
comenzó a subir hacia 260 Ω.m. Hubiera continuado siguiendo la línea de puntos si la 3ª capa
hubiera sido de espesor infinito, pero cuando la corriente empieza a circular por la 4ª capa, la curva
comienza a bajar hacia
65 Ω.m, para,
finalmente, comenzar
una bajada más
pronunciada hacia 30
Ω.m
Con estos cinco
valores de resistividad
del ejemplo pueden
obtenerse curvas
distintas a la
presentada,
dependiendo de los
espesores de las cuatro
primeras capas.
Fig 20 Curva de resistividad aparente obtenida realizando un SEV
sobre el corte geoeléctrico representado en la figura 19
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Interpretación de las curvas de resistividad aparente
Antes de interpretar una curva cuantitativamente se debe razonar cualitativamente el número
de capas y la nomenclatura del corte, siguiendo un proceso similar al que utilizábamos para
explicar la figura 20.
La primera fase de la interpretación consiste en conseguir el corte geoelétrico, formado por
espesores y resistividades. Esto puede realizarse superponiendo la curva obtenida en el campo a
gráficos patrón o mediante programas de ordenador.
La segunda fase de la interpretación es convertir el corte geoeléctrico en un corte geológico.
Esta etapa precisa de un conocimiento geológico de la región, pues ya hemos comentado que,
aunque intentamos reconocer las formaciones por su resistividad eléctrica, un valor determinado,
por ejemplo 100 Ω.m puede corresponder a diversos tipos de roca. Esta incertidumbre puede
solucionarse si se han realizado en la zona otros SEV en lugares en que se disponga también de
datos geológicos. De este modo se habrá tomado nota de una equivalencia entre litologías y
resisitvidades en esa zona.
Posibles ambigüedades en la interpretación
A partir de un corte geoelécrico sólo se puede obtener una sola curva de resistividad aparente.
El proceso de cálculo teórico de la curva es complejo, se realiza con ordenador, pero de un corte se
deduce una única curva.
En sentido inverso, a partir de una curva de resistividad aparente, y en determinadas
circunstancias podemos interpretar varios cortes geoeléctricos diferentes. Básicamente ésto se
explica mediante el Principio de Equivalencia y el Principio de Supresión. Para ello debemos
conocer estos conceptos:
Resistencia Transversal es producto del espesor de una capa por su resistividad:
Ti = ρi . Ei
Conductancia Longitudinal es el cociente de dividir el espesor de una capa por su
resistividad:
Si =. Ei / ρi
Principio de Equivalencia
Una capa mas resistiva que las adyacentes (tipo K y combinaciones), con T grande y S
pequeño, puede producir el mismo efecto en el SEV que otra capa con valores diferentes de ρ y E
pero con la misma T. (ver figura 22)
O bien: Una capa mas conductora que las adyacentes (tipo H y combinaciones), con un valor
de T pequeño y S grande, puede producir el mismo efecto en el SEV que otra capa con diferentes
E y ρ pero con el mismo S.
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Figura 22.- Principio
de Equivalencia:
pueden generarse
curvas muy similares
con diferentes valores
de la 2ª capa, siempre
que el producto ρ . E
sea constante
Principio de Supresión
Una capa delgada, con una resistividad intermedia entre las adyacentes (tipos Q y A y sus
combinaciones) puede pasar desapecibida en la interpretación (figura 23)
Figura 23.- Principio
de Supresión: la capa
de 2 m de espesor y
resistividad intermedia
pasa desapercibida
Otras posibles interpretaciones
Mapas de Resistencia Transversal
Se pueden utilizar en áreas con materiales detríticos para situar las sonas óptimas para
captación de agua subterránea.
Si en un área se han realizado muchos SEV, puede calcularse para cada uno de ellos el
sumatorio de la Resistencia Transversal de todas las capas interpretadas:
T = Σ ρi . Ei
Situando todos los valores de T de cada SEV sobre un mapa, se pueden trazar isolíneas de
resistencia transversal.
En una zona de materiales detríticos, existe una proporción directa entre la Resistencia
Transversal y la transmisividad de la formación (casualmente también representada con la letra T).
Ya hemos visto que una ρi mas elevada indica los detríticos más gruesos, o sea mayor
permeabilidad. Y, al igual que la Transmisividad tiene en cuenta el producto permeabilidad x
espesor, la Resistencia Transversal considera conjuntamente la ρ y el espesor de las capas.
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Interpretación de rupturas en las curvas
Al margen de la interpretación clásica ya explicada (conseguir un corte geoeléctrico a partir
de la curva de ρa), algunos autores han cuantificado la relación entre escalones o picos que
aparecen en las curvas, y discontinuidades en el terreno que presentan interés como acuíferos.
En rocas compactas, se ha encontrado una relación empírica entre escalones o rupturas en las
curvas de resistividad aparente y la profundidad a la que las perforaciones encontraban
discontiuidades en la roca que proporcionaban un caudal apreciable. (Ballukraya et al., 1983). En
la Figura 24 se esquematiza uno de estos escalones. De un modo empírico, y hasta una
profundidad de 50 metros, señalan que la distancia AB/2 a la que aparece el escalón es similar a la
profundidad real a la que la perforación encontró un nivel acuífero.
Hemos comprobado esta correlación en granitos (Sánchez, 1985, 1987) hasta una
profundidad mayor, pero es evidente que el razonamiento a la inversa no tiene por qué ser cierto;
es decir: una discontinuidad en la roca compacta puede originar una ruptura en la curva, pero una
ruptura en la curva puede haber sido generada por otras causas, como variaciones laterales.
Fig 24
Izquierda (Ballukraya et al., 1983) Los círculos
indican rupturas de la curva que tenían
relación con niveles acuíferos.
Derecha (Sánchez et al. 1987) Los triángulos
negros indican la profundidad a la que se
encontró un nivel acuífero y que coincide
aproximadamente con la distancia AB/2 a la
que aparece la ruptura
Bibliografía
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F. Javier Sánchez San Román. Dpto Geología Universidad Salamanca. España
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